Циркуляция атмосферы. Воздушные потоки в атмосфере. Циркуляция воздушных масс
Ветер, то есть движение воздуха относительно земной поверхности, возникает вследствие неодинакового атмосферного давления в разных точках атмосферы. Так как давление меняется по вертикали и по горизонтали, то воздух обычно двигается под некоторым углом к земной поверхности. Но этот угол очень маленький. Поэтому, ветром, в основном, считают горизонтальное движение воздуха, то есть рассматривают лишь горизонтальную составляющую этого движения. Это объясняется тем, что вертикальная составляющая ветра обычно значительно меньше горизонтальной и становится заметной только при сильной конвекции или при наличии орографических препятствий, если воздух вынужден подниматься или стекать по склонам возвышенностей.
Поэтому, исходя из географической классификации воздушных масс, фронт, который возникает на границе арктического и арктического воздуха, называется Арктическим фронтом; Фронт полярного и тропического фронта называется полярным фронтом. Если передняя часть движется от нагревателя к кулеру, тогда он носит название теплого фронта. В противном случае можно сказать, что это фронт, в котором теплый воздух течет к более холодному воздуху. Теплый воздух, который менее плотный, скользит по холодному воздуху, образуя переднюю поверхность.
Этот наклон очень мал, поскольку он составляет 0, 5-1%. В результате такого малого наклона скорость вертикального скольжения воздуха пренебрежимо мала, что определяет слоистую природу облаков, сопровождающих теплый фронт. Конечно, небольшая вертикальная скорость воздуха и сопровождающие слоистые облака не подходят для скольжения.
Воздушные массы – это большие объемы тропосферного воздуха, площадь которых соизмерима с площадью материков и океанов, которые имеют определенные физические свойства и для которых характерны незначительные горизонтальные изменения метеорологических величин и достаточно однородные условия погоды.
Структура ветра
Общее движение воздушного потока характеризуют скорость и направление ветра. В воздухе, который двигается, вследствие трения об земную поверхность, а также неравномерного его нагревания всегда имеет место турбулентность. Поэтому, в каждой точке пространства происходят быстрые изменения, как скорости, так и направления ветра. Такой характер движения воздуха называют порывистостью воздуха. Обычно под скоростью ветра имеют в виду сглаженную скорость, то есть среднюю скорость за тот или другой небольшой промежуток времени, на протяжении которого проводится его измерение. Действительная же скорость отдельных объемов воздуха, которая быстро меняется во времени, называется мгновенной.
Ситуация другая, когда холодный воздух течет, т.е. когда передний движется от холодного воздуха к более теплым воздухом. Холодный воздух плотнее, когда он нагревается до более теплого воздуха, и, когда передняя поверхность быстро перемещается, поверхность фронта поднимается.
Если движение холодного фронта не происходит слишком быстро, смещенный теплый воздух поднимается вверх и скользит по поверхности охлажденного воздуха. Этот тип фронта называется крутым фронтом. Ситуация отличается, когда движение охлаждающего воздуха происходит быстрее. Передняя поверхность еще более заметна, смещение теплого воздуха вверх более энергично, но в то же время теплый воздух над кулером сходит с его поверхности. Там, где есть воздух, выходящий из нисходящего воздуха, создается инверсия, которая изменяет изображение поперечного сечения фронта.
Порывистость увеличивается над участками с большой шероховатостью: над пересеченной местностью, над отдельными холмами, лесом, что объясняется усилением турбулентности над такими участками. Относительно более равные потоки воздуха, без порывов, отмечаются в инверсиях. В то же время под слоем инверсии часто наблюдается усиление порывистости ветра.
Такой фронт называется ускоренным фронтом. Представьте, что крутой фронт движется быстро, так что «догнать» переднюю часть теплого фронта. Когда это происходит, ситуация выглядит следующим образом: передняя часть - это «холодный» воздух перед теплым фронтом, а сзади - холодный воздух, «догоняющий» фронт. Теплый воздух находится только в разрезе между двумя фронтами.
Это просто запечатанный фронт или окклюзия. Включение может варьироваться в зависимости от того, имеют ли передний воздух и воздух одинаковые или разные температуры. Если эти температуры одинаковы, окклюзия нейтральна. Если температура переднего воздуха кулера ниже, чем у переднего воздуха кулера, окклюзия имеет теплый фронт. Теперь нетрудно узнать, что, когда противоположное верно, т.е. когда охлажденный воздух холоднее холодного переднего воздуха, окклюзия - холодный фронт.
Влияние препятствий на ветер
1. Всякое препятствие, которое стоит на пути ветра, изменяет поле ветра. Препятствия могут быть крупномасштабными, как горные хребты, и мелкомасштабными, как дома, дерева, лесные полосы. Воздушные массы или огибают препятствие по бокам, или переваливает через него сверху. Чаще происходит горизонтальное обтекание. Перетекание происходит тем легче, чем неустойчивее стратификация воздуха, то есть чем больше вертикальный градиент температуры в атмосфере. Перетекание воздуха через препятствия приводит к очень важным следствиям, как увеличение облаков и осадков на наветренном склоне горы при восходящем движении воздуха и, наоборот, рассеяние облачности на подветренном склоне при нисходящем движении.
Более подробное описание процессов, происходящих в конкретных типах окклюзии, было бы бессмысленным, так как в частях отдельных воздушных масс, которые встречаются, повторяются явления, описанные при обсуждении теплого и холодного фронта. Фактически, характер фронт фронта более сложный и может иметь более сложную форму.
Вода присутствует в атмосфере в трех формах: в виде газа, в виде жидкости и твердого вещества. Он постоянно перемещается из одного состояния фокуса в другое, решающую роль здесь играет тепловая энергия солнца. Именно под его влиянием испаряется вода из водоемов, таких как океаны, моря, озера и реки. Также под воздействием солнца вода испаряется с поверхности почвы и растительности. Таким образом, вода переходит в газовое состояние, так что после охлаждения она конденсируется, т.е. переходит в жидкое состояние, и при дальнейшем охлаждении она замерзает, то есть переходит в устойчивое состояние.
Обтекая препятствие, ветер перед ним слабеет, но с боковых сторон усиливается, в особенности у выступов препятствий (углы домов, мысы береговой линии). За препятствием скорость ветра уменьшается, там создается ветровая тень. Очень существенно усиливается ветер при движении между двумя горными хребтами. При продвижении воздушного потока его поперечный разрез уменьшается. Так как сквозь меньший разрез должно пройти столько же воздуха, то скорость ветра возрастает. Этим объясняются сильные ветры в некоторых районах. Например, усиление ветра между высокими островами и даже на городских улицах.
Также можно принимать воду из газового состояния непосредственно в твердое состояние. Такое явление называется сублимацией. С другой стороны, вышеупомянутые явления могут возникать в обратном порядке, т.е. плавление воды, испарение воды и т.д. в бесконечности.
Явления испарения, конденсации, коагуляции и плавления известны из основной физики, но стоит вернуться к ним и вспомнить некоторые из основных сообщений. Это относится к условиям, при которых происходит конденсация, и проблеме теплообмена во время изменения. Оба эти вопроса имеют первостепенное значение для наших метеорологических соображений.
2. Влияние полезащитных лесных полос на микроклиматические условия полей связаны в первую очередь с ослаблением ветра в приземных слоях воздуха, которые создаются лесной полосой. Воздух перетекает поверх лесной полосы и, кроме того, скорость его слабеет при прохождении его сквозь просветы в полосе. Поэтому непосредственно за полосой скорость ветра увеличивается. С удалением от полосы скорость ветра увеличивается. Однако начальная скорость ветра восстанавливается только на расстоянии, равном 40–50-кратной высоте деревьев полосы, если полоса не сплошная. Влияние сплошной полосы распространяется на расстояние, которое равняется 20-30-кратной высоте деревьев.
Итак, первый вопрос - конденсация водяного пара. В единице объема воздуха может содержаться только определенное количество воды. Если мы попытаемся доставить его еще больше, избыток высвобождается в виде капель воды, и поэтому он конденсируется. Однако мы заметим, что количество водяного пара, которое может содержаться в единице объема воздуха, не всегда одинаково и зависит от температуры. Чем ниже температура воздуха, тем меньше количество водяного пара находится в единице объема. Если мы начнем получать определенное количество воздуха, чтобы остыть, тогда, когда температура опускается, становится очевидным, что мы достигнем точки, в которой текущее количество водяного пара будет как можно дальше в этом воздухе.
Градиентная сила
Всякое движение возникает под действием какой-нибудь силы. Сила, которая приводит в движение воздух, возникает при наличии разности давления в двух точках пространства. Разность давления по горизонтали характеризуется горизонтальным градиентом давления. Поэтому, эта сила называется движущей силой горизонтального градиента давления, иначе, градиентной силой.
Сейчас мы говорим, что уровень насыщенности достиг насыщения, а относительная влажность достигла 100%. Дальнейшее охлаждение приведет к конденсации избыточного водяного пара и конденсации. Температура, при которой она наступила, называется температурой точки росы.
На практике проблема заключается в следующем. Воздух на земле прогревается, увеличивает его объем, поэтому он уменьшает плотность и по мере того, как зажигалка начинает плавать. Когда подъем поднялся, воздух поднялся и остыл. Чтобы быть полностью плотным, важно добавить, что для начала процесса конденсации должен быть так называемый «процесс конденсации». конденсационные газы, т.е. газообразные, жидкие или твердые суспензии, на которых возникают капли воды. Эти линии конденсации обычно находятся в воздухе в избытке, поэтому конденсация обычно следует за температурой точки росы.
Выделим в пространстве между двумя изобарическими поверхностями с давлением Р и Р+1 единичный объем воздуха (1 см 3). Условием равновесия этого объема есть равенство противоположно направленных сил.
G г теплый воздух
холодный 1000 мб
Изобарические поверхности наклонены под небольшим углом к земной поверхности. Это происходит вследствие того, что в холодном воздухе давление уменьшается с высотой быстрее, чем в теплом. Положение изобарических поверхностей зависит не только от давления, но и от температуры.
Следует, однако, отметить, что воздушное движение вверх может быть вызвано не только потеплением воздуха с поверхности земли, но и динамическим подъемом, и, таким образом, например, когда воздух над препятствием скользит по тому, как он встречается на склонах.
Обратимся теперь к другим упомянутым вопросам, связанным с изменениями состояния водного фокуса, к вопросу теплообмена. Важно помнить, что при выпаривании воды необходимо обеспечить некоторое количество тепла - так называемое. скрытая теплота испарения. Это количество тепла уменьшается, когда явление меняется на противоположное, то есть оно подается во время конденсации - конденсации. В метеорологии это имеет большое значение, поскольку оно объясняет формирование вертикальных облаков. Процесс конденсации, начатый при определенных условиях, не только прекращается, но даже усиливается.
На выделенный объем действуют сила тяжести и силы давления. Равнодействующей сил давления есть сила полного градиента давления G, которая направлена перпендикулярно изобарическим поверхностям от высокого давления к низкому и приложена к центру тяжести объема.
Разложим силу полного градиента на горизонтальную и вертикальную составляющую. Вертикальная составляющая при отсутствии вертикальных движений уравновешивается силой тяжести, а горизонтальная составляющая в момент начала движения ничем не уравновешивается и потому оказывается движущей силой. Под действием этой силы воздух начинает перемещаться в сторону низкого давления.
Единственным фактором, способствующим развитию облака, является дополнительная часть тепловой энергии, выделяемой в конденсированной форме, и ранее собранная скрытая теплота испарения. Типы облаков могут различаться, как и процессы их формирования, а также обстоятельства, в которых они возникают. Мы уже знаем, например, что одно облако может создаваться конденсацией, другое - сублимацией. Конечно, будут разные облака. Но тип облака также зависит от того, возникает ли он в результате плавучести нагретого воздуха или.
Кроме того, в результате охлаждения воздуха, протекающего над охлаждаемой поверхностью, например, или из-за изменения количества водяного пара, содержащегося в воздухе. Прежде чем перейти к следующему обсуждению облаков, давайте посмотрим на их два разделенных подразделения. В первом делении учитывается тип облака. Итак, у нас есть пернатые, слоистые и пышные облака. Второй раскол зависит от высоты, на которой расположены облака. Таким образом, могут быть облака: высокие, средние, низкие и облака вертикального развития.
Разделив движущую силу на массу выделенного объема (1 см 3), то есть на его плотность, найдем силу, которая действует на единицу массы:
где F G – сила барического градиента, см/ с 2 ;
ΔP – изменение давления между двумя точками (Дин/см 2); 1мб = 10 3 Дин/см 2 ;
Δz – расстояние между этими точками, см.
Сила барического градиента приводит воздух в движение и увеличивает его скорость. Все другие силы, которые обнаруживаются при движении воздуха, могут лишь тормозить движение и отклонять его от направления градиента.
Это высокое облако. Это облако имеет волокнистую структуру. Вид с земли - белый, с появлением так называемого. «волосы ангела». Форма может напоминать одиночные кисти, перья, тире или крючки. Это, как правило, первый трейлер для ухудшения погоды. Это высокое облако, которое из описанного облака Сиррус отличается тем, что оно принимает форму мантии в форме полумесяца, состоящей из пятен или чешуек, расположенных в тонких волнах. В общем, это происходит с другими пернатыми облаками. Лайти часто называют ее «ягнятами».
Это облако не дает осадков. Облако облачного облака. Он принадлежит к тому же семейству высоких облаков и отличается от описанной выше слоистой структуры. Он приземляется на большую часть неба, блокируя более или менее густую вуаль. Появление такого вида облаков, особенно если они толстые к западному краю неба, объявляет о близости зоны пропасти - обычно приход теплого фронта. Пернатые облака - обсужденные выше - не имеют больше значения для скольжения, так как нет потоков восходящего потока, которые могут использоваться планами.
Силы, которые возникают при движении воздуха.
- Отклоняющая сила вращения Земли.
Ветер – это движение воздуха над Землей, а Земля самая оборачивается вокруг своей оси с угловой скоростью ω = 7,29 . 10 -5 с- 1 . Еще в 1838 году Кориолис доказал, что при всяком движении относительно подвижной системы координат, тело получает дополнительное, так называемое, поворотное ускорение. Получит его и воздух, который двигается над поверхностью Земли, то есть ветер.
Для этого есть две причины: эти облака очень высоки и поэтому обычно не могут быть достигнуты в нормальных полетах с плавающей точкой, а нарастающие токи, сопровождающие пернатое облако, слабы и ограничены. Недостаточно для их практического использования.
Облачная среда - высококучевые. Высококучевые облака «куски» больше. Это иногда дает небольшое снижение снега. Эти облака кажутся характерными нитями и фаэдами в виде тонких сланцев или толстыми слоями, покрывающими небо. Солнце не всегда светит или светит только размытым образом, не давая эффекта ореола. Из этого облака может даже дождь сильный снег, но дождь слабый, потому что он испаряется перед падением на землю.
Если воздушная масса движется относительно подвижной системы координат, которая тоже движется, то воздушная масса не попадет в точку, которая находится на продолжении начального направления, а отклонится от нее. Если же наблюдать из некоторой точки подвижной системы координат за движением воздушной массы, то кажется, что она под действием какой-то силы отклоняется в сторону. Эту силу называют силой Кориолиса или отклоняющей силой вращения Земли.
И эти облака для скольжения почти исключительно негативны. Это зависит, как и в случае высоких облаков, от еще более сильного ослабления солнечного излучения, которое препятствует образованию восходящих солнц. Принято. Принудительно вызванные препятствиями местности они почти все еще стоят над землей, несмотря на очень резкие ветры. Слоисто-кучевые облачные облачные облака. Это низкое облако, которое встречается в виде слоев или ударов, состоящих из вложенных кустов, часто между этими кустами, перекрывающими пузырьки, или, по крайней мере, более ясным местом.
На горизонтальное движение воздуха действует горизонтальная составляющая отклоняющей силы вращения Земли (силы Кориолиса), равная:
А = 2·v·ω·sinφ,
где v – скорость ветра;
ω– угловая скорость обращения Земли, равная 7,29·10 -5 с -1 .
φ – широта места.
На вертикальное движение воздуха действует вертикальная составляющая силы, равная:
А = 2·v 1 ·ω·cosφ,
где v 1 – вертикальная составная скорости ветра.
Горизонтальная составляющая силы Кориолиса направлена под прямым углом к движению воздуха, в северном полушарии вправо, а в южном – влево. Поэтому, она не ускоряет и не замедляет движение, а только изменяет его направление.
- Сила трения
Сила трения тормозит движение воздуха. Она состоит из силы внешнего трения, которая связана с тормозящим действием земной поверхности, и из силы внутреннего трения, связанной с молекулярной и турбулентной вязкостью воздуха.
Сила внешнего трения только тормозит движение, но не изменяет направление. Она направлена в сторону, противоположную движению, и пропорциональная его скорости.
Действие внутреннего трения состоит в том, что соседние воздушные слои и объемы воздуха, которые имеют разную скоростью, влияют на движение друг друга, между ними возникает сила вязкости, которая препятствует их перемещению. Основная часть внутреннего трения обусловлена турбулентным перемешиванием и потому часто называется турбулентным трением. Оно у десятки тысяч раз превышает молекулярное трение. Все причины, которые обуславливают усиление турбулентности, одновременно вызовут и увеличение внутреннего трения. Тем самым они увеличивают общую силу трения в атмосфере, а также оказывают содействие распространению ее влияния вверх, на выше расположенные слои атмосферы. Сила внутреннего трения не имеет определенного направления относительно движения и, в частности, не совпадает с направлением силы внешнего трения. Поэтому, общая сила трения у земной поверхности, которая представляет векторную сумму сил внешнего и внутреннего трения, направлена не строго противоположно движения, а отклоненная влево от направления противоположного движению на угол, приблизительно равный 35 0 . Общая сила трения, рассчитанная на единицу массы воздуха, представляет собой отрицательное ускорение, которое тормозит движение воздуха и равняется:
где k – коэффициент трения, который зависит не только от шероховатости подстилающей поверхности, но и от интенсивности турбулентности в потоке движущегося воздуха, с -1 .
k меняется от 0,2 . 10 -4 до 1,2 . 10 -4 с -1 .
- Центробежная сила
Центробежная сила возникает при криволинейном движении воздуха.
где V – скорость движения;
r – радиус кривизны траектории движения.
Центробежная сила направлена по радиусу кривизны траектории движения от центра, то есть в сторону выпуклости траектории. Для атмосферных движений центробежная сила обычно мала, так как радиус кривизны их траекторий составляет сотни и тысячи метров. Поэтому центробежная сила обычно в 10-100 раз меньше силы Кориолиса. Но при больших скоростях и маленьких радиусах кривизны центробежная сила во много раз превышает градиентную силу. Такие условия создаются в небольших вихрях с вертикальной осью, которые возникают в жаркую погоду, в смерчах и торнадо, где радиус траектории маленький, а скорости движения очень большие.
УСТАНОВИШЕЕСЯ ДВИЖЕНИЕ ПРИ ОТСУТСТВИИ ТРЕНИЯ. Градієнтний ВЕТЕР
Установившимся (стационарным) движением называется движение, при котором в каждой точке пространства величина и направление средней скорости не изменяются со временем.
Установившееся движение воздуха при отсутствии силы трение называется градиентным ветром.
В однородном барическом поле градиентная сила везде одинаковая по направлению и по величине. Поэтому, движение воздуха в таком поле будет равномерным и прямолинейным. При отсутствии силы трения на движущийся воздух действуют градиентная сила (F G), направленная перпендикулярно изобарам и сила Кориолиса (A), направленная перпендикулярно движению.
На рисунке 3.1 приведена схема сил, которые действуют на единичный объем воздуха при прямолинейном движении без учета силы трения.
V
Рисунок 3.1 – Схема сил, которые действуют на воздух при
прямолинейном движении без учета силы трения
При установившемся движении эти силы уравновешиваются, так как они одинаковые по величине, но противоположные по направлению. Так как сила Кориолиса перпендикулярна движению, то движение является перпендикулярным градиенту давления, то есть будет направлено вдоль изобар. Итак, градиентный ветер, который дует вдоль прямолинейных и параллельных изобар, называется геострофическим ветром.
Р
В – равнодействующая силы Кориолиса и силы трения.
Рисунок 3.2 – Схема сил, которые действуют на воздух
при прямолинейном движении с учетом силы трение
Вектор скорости в точке О отклонен от силы барического градиента вправо (в северном полушарии) на угол меньшее 90 0 . Градиентная сила перпендикулярная изобарам и направлена в сторону низкого давления. Сила Кориолиса А перпендикулярна вектору скорости и отклонена от него вправо (в северном полушарии). Сила трения R направлена противоположно вектору скорости. Условием стационарности движения есть равенство нулю равнодействующих этих сил.
Угол трения между направлением ветра и градиентом давления в слое трения тем более, чем больше широта места и чем меньше коэффициент трения.
Скорость ветра при наличии трения:
где k – коэффициент трения.
Угол отклонения ветра от градиентного при прямолинейном движении:
где φ – угол отклонения ветра от градиентного при наличии силы трения.
Отклонение направления ветра от горизонтального градиента давления в приземном слое атмосферы в среднем составляет 60° вправо в северном полушарии. Выше приземного слоя этот угол растет с высотой и на уровне трения ветер становится градиентным, отклонение достигает 90° .
Над океаном, где трение между воздухом и подстилающей поверхностью меньше, чем на суше, ветер более близок к геострофическому, чем над материком.
Опыт подтверждает, что ветер у земной поверхности всегда отклоняется от барического градиента на некоторый угол меньший прямого в северном полушарии вправо, в южный – влево. Отсюда вытекает такое правило: если встать спиной к ветру, то наиболее низкое давление окажется по левую сторону и немного впереди, а более высокое давление – по правую сторону и немного позади. Это положение было найдено эмпирически и носит название законом барического ветра.
ГрадИЕнтнЫй ВЕТЕР ПРИ КРУГОВЫХ ИЗОБАРАХ
В случае криволинейных изобар направление градиента давления, а итак, и градиентной силы меняется от одной точки к другой. Поэтому, движение воздуха тоже будет криволинейным. При отсутствии силы трение на воздух, который движется, в этом случае действуют градиентная, центробежная силы и сила Кориолиса.
Градиентный ветер, который дует вдоль круговых изобар, называется геоциклострофическим ветром.
Антициклон
Антициклон – это барическая система с высоким давлением в центре и понижением давления от центра к периферии.
На рисунке 3.3 приведена схема сил, которые действуют на единичный объем воздуха, который двигается вдоль запертых круговых изобар в антициклоне.
Рисунок 3.3 – Схема сил, которые действуют на воздух в антициклоне
(северное полушарие)
Градиентная сила (F G) направлена перпендикулярно изобарам в сторону уменьшения давления, то есть от центра данной барической системы к ее периферии. В том же направлении действует и центробежная сила (С). Сила Кориолиса (А) направлена в противоположную сторону и уравновешивает первые две силы. Вектор скорости (V) отклонен вправо от градиента (для северного полушария) и направлен по касательной к изобаре. Итак, движение происходит вдоль изобар по часовой стрелке (в северном полушарии). Такое движение называется антициклоническим.
В южном полушарии вектор скорости направленный влево от градиентной силы. Поэтому движение воздуха происходит против часовой стрелки.
При упроченном движении в антициклоне сила Кориолиса уравновешиваются градиентной и центробежной силами.
АРисунок 3.4 – Схема сил, которые действуют на воздух в циклоне
(северное полушарие)
Здесь градиентная сила направлена от периферии к центру барической системы и уравновешивается центробежной и силой Кориолиса, совпадающими по направлению. Вектор скорости направлен также вправо от градиента, и движение происходит по изобарам против часовой стрелки. Такое движение называется циклоническим.
При установившемся движении в циклоне градиентная сила уравновешиваются центробежной силой и силой Кориолиса.
Скорость геоциклострофического ветра в циклоне:
Угол отклонения ветра от градиентного при криволинейном движении:
где «+» относится к циклону, а «-» – к антициклону.
ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ.
ТУРБУЛЕНТНОЕ ПЕРЕМЕШИВАНИЕ в АТМОСФЕРЕ
Атмосферный воздух представляет собой очень подвижную среду, в которой всегда происходят движения, разные по масштабам и направлениям с разными скоростями. Турбулентный характер атмосферных движений воздуха определяется наличием шероховатости земной поверхности, неравномерностью нагревания разных участков поверхности, а также гидродинамическими свойствами атмосферных течений. Чем больше шероховатость земной поверхности, тем выше турбулентность. Чем интенсивнее происходит нагревание воздуха, тем выше турбулентность. Следствием турбулентного движения есть вертикальный и горизонтальный обмен воздуха. Это приводит к переносу в атмосфере тепла, влаги, пыли и других примесей. Турбулентное перемешивание ведет к выравниванию содержания примесей в атмосферном воздухе.
Вертикальный турбулентный обмен описывается следующим уравнением:
S = – A (dс/dz),
где S – количество субстанции, переносимой в единицу времени через единицу площади;
Dс/dz – вертикальный градиент субстанции, то есть ее изменение на единицу расстояния по вертикали;
А – коэффициент турбулентного обмена, который зависит от атмосферных условий и характера земной поверхности.
При определении турбулентных потоков в приземном слое атмосферы используют коэффициент турбулентности k, который определяется по формуле:
где ρ – плотность воздуха, кг/м 3 .
 |
Степень турбулентности может быть разной. Об этом можно судить по наблюдениям за распределением дыма, который выходит из труб предприятий. Вид струй дыма, которые выходят из труб при разной степени турбулентности атмосферы, приведен на рисунке 3.5.
,Коэффициенты А и k в условиях атмосферы изменяются в значительной мере как в времени, так и в пространстве. Они зависят от вертикального градиенту скорости ветра, термической устойчивости атмосферы, свойств земной поверхности (ее шероховатости, термической неоднородности) и др.
Общая циркуляция атмосферы - круговоротные движения воздушных масс, простирающиеся по всей планете. Они являются переносчиками различных элементов и энергии по всей атмосфере.
Прерывистое и сезонное размещение тепловой энергии вызывает воздушные течения. Это приводит к разному прогреванию почвы и воздуха на всевозможных территориях.
Именно поэтому солнечное влияние является основоположником движения воздушных масс и циркуляции атмосферы. Воздушные движения на нашей планете бывают абсолютно разные - достигающие нескольких метров или десятков километров.
Самая простая и понятная схема циркуляции атмосферы бала создана еще много лет назад и используется в наши дни. Движение воздушных масс неизменно и безостановочно, они движутся по нашей планете, создавая замкнутый круг. Быстрота передвижения этих масс напрямую связана с солнечной радиацией, взаимодействия с океаном и взаимодействия атмосферы с почвой.
Атмосферные движения вызываются нестабильностью распределения солнечного тепла по всей планете. Чередование противоположных воздушных масс - теплых и холодных, - их постоянное скачкообразное перемещение вверх и вниз, образует различные циркуляционные системы.
Получение тепла атмосферой происходит тремя путями - использованием солнечной радиации, с помощью конденсации пара и теплообмена с земным покровом.
Влажный воздух также важен для насыщения атмосферы теплом. Огромную роль в этом процессе играет тропическая зона Тихого океана.
Воздушные потоки в атмосфере
(Потоки воздуха в атмосфере Земли )
Воздушные массы различаются по своему составу, зависящему от места зарождения. Воздушные потоки подразделяются на 2 основных критерия - континентальные и морские. Континентальные формируются над почвенным покровом, поэтому они мало увлажнены. Морские, наоборот, очень влажные.
Основными воздушными потоками Земли являются пассаты, циклоны и антициклоны.
Пассаты образуются в тропиках. Их движение направлено в сторону экваториальных территорий. Это связано с перепадами давления - на экваторе оно низкое, а в тропиках - высокое.
(Красным на схеме отображены пассаты (trade winds) )
Образование циклонов происходит над поверхностью теплых вод. Воздушные массы передвигаются от центра к краям. Их влияние характеризуется обильными осадками и сильными ветрами.
Тропические циклоны действуют над океанами на приэкваториальных территориях. Они формируются в любое время года, вызывая ураганы и штормы.
Антициклоны образуются над материками, где понижена влажность, но есть достаточное количество солнечной энергии. Воздушные массы в этих потоках движутся от краев к центральной части, в которой они нагреваются и постепенно снижаются. Именно поэтому циклоны приносят ясную и безветренную погоду.
Муссоны являются переменными ветрами, направление которых меняется посезонно.
Также выделяются вторичные воздушные массы, такие как тайфун и торнадо, цунами.
